OCEANOGRAFI Nr 123, 2017
Vattenståndsdynamik längs Sveriges
kust
Sofie Schöld, Sverker Hellström, Cajsa-Lisa Ivarsson, Per Kållberg, Helma Lindow, Signild Nerheim, Semjon Schimanke, Johan Södling och Lennart Wern
Pärmbild.
Bilden visar den indelning av mätstationer i kustområden som gjorts i rapporten.
OCEANOGRAFI Nr 123, 2017
Vattenståndsdynamik längs Sveriges kust
Sofie Schöld, Sverker Hellström, Cajsa-Lisa Ivarsson, Per Kållberg, Helma Lindow, Signild Nerheim, Semjon Schimanke, Johan Södling och Lennart Wern
Förord
Ett projekt startade år 2015 på SMHI för att beskriva havsnivåer längs svenska kusten i dagens och framtidens klimat, medelvattenstånd såväl som höga nivåer. Projektet avslutades år 2017 och finansierades med medel från anslag 1:10 klimatanpassning. Projektets syfte var att öka kunskapen om klimatförändringarnas påverkan på havets nivå runt Sveriges kust, och att tillhandahålla underlag för beslut i frågor som påverkas av nutida och framtida havsnivåer, med särskilt fokus på höga nivåer.
Projektet levererade beräkningar av framtida medelvattenstånd för Sveriges kust, en metod för att beräkna högsta havsvattenstånd samt analyser av vattenståndsdynamiken längs kusten och lokala effekter.
Resultaten redovisas i rapporter och som webbtjänster på smhi.se, där även data och GIS-skikt finns för nedladdning. När resultaten används är det viktigt att förstå dess syften och begränsningar. De förklaras i följande SMHI-rapporter som ingår i redovisningen av projektet:
Klimatologi nr 41. Karttjänst för framtida medelvattenstånd längs Sveriges kust Klimatologi nr 45. Beräkning av högsta vattenstånd längs Sveriges kust
Klimatologi nr 48. Framtida havsnivåer i Sverige
Oceanografi nr 123. Vattenståndsdynamik längs Sveriges kust
Oceanografi nr 124. Statistisk metodik för beräkning av extrema havsvattenstånd Oceanografi nr 125. Lokala effekter på extrema havsvattenstånd
Sammanfattning
För att skapa ett samhälle väl anpassat till dagens och framtidens havsnivåer behövs besluts- och planeringsunderlag. Skyddsåtgärder och designnivåer för kustskydd är högaktuella frågor och många aktörer är intresserade av information kring potentiella maxnivåer för vattenstånd på olika tidshorisonter. SMHI har därför analyserat de
mätdataserier för havsvattenstånd som idag finns tillgängliga från stationer längs Sveriges kust. Det primära syftet var att ta fram en metod för att beräkna det högsta möjliga havsvattenståndet vid mätstationer längs Sveriges kust. Metoden beskrivs i Schöld m.fl. (2017).
I föreliggande rapport beskrivs allmänt havsnivåer, mätdata, modeller och de resultat som erhölls från olika analyser av mätdata. Mätstationerna indelades i åtta olika kustområden inom vilka vattenståndet samvarierar. Det väder och de specifika stormbanor, som under de senaste 40 åren orsakat de högsta stormfloderna på olika platser längs den svenska kusten kartlades, och vattenståndsdynamiken vid olika mätstationer studerades. Kortvariga höjningar av vattenståndet undersöktes, både med avseende på kraftiga vattenståndshöjningar orsakade av passerande väderssystem och med avseende på förhöjda utgångslägen, som i sin tur kan bidra till att stormfloder blir extra höga. Det högsta beräknade havsvattenstånd som presenteras är de högsta möjliga stormfloder som skulle kunna inträffa baserat på empiriska analyser av mätdata vid de olika
stationerna. Kända extrema händelser, som ägt rum före det att vattenståndet började registreras, ingår inte eftersom de inte har kunnat kvantifieras. Framtida förändringar av medelvattenståndet orsakade av den globala klimatförändringen behandlas inte i denna rapport.
Resultaten från studien visar att vattennivåerna i Östersjön generellt blir som högst i Bottenviken och i de södra delarna. De höga vattenstånden i större delen av Östersjön är inte lika höga som på västkusten och i Öresund. I Östersjön förefaller också utgångsläget, havsnivån före stormen, utgöra en större del av den resulterande vattenståndshöjningen. Vid flera stationer i de centrala delarna av Östersjön är havsnivån före storm i stort sett hälften av det högsta beräknade havsvattenståndet. Längs västkusten är istället de
nettohöjningar som orsakas av rena stormeffekter den viktigaste stormflodskomponenten. Lokala förhållanden, till exempel om stationen är belägen vid en öppen, rak kust eller inne i en vik, påverkar hur högt vattenståndet kan förväntas bli på en viss plats. Analyserna visar att stormfloder skulle kunna bli omkring 20-40 cm högre än hittills observerade maximala nivåer i olika kustområden. En osäkerhetsmarginal på runt +15 cm är lämplig att addera, särskilt i de områden där tidvatten förekommer.
Summary
Data from the oceanographic stations along the Swedish coastline were analyzed with emphasis on storm surge conditions. The stations were divided in eight coastal areas in which sea level dynamics were studied. Results show that the highest levels in the Baltic Sea are found in the Bothnian Bay and the southern parts. The sea level before a storm surge is most important for the resulting highest level in the Baltic Sea, especially in the central part of the Baltic basin. Along the west coast, the net increase in sea level, caused by the storm, is the most important factor.
Innehållsförteckning
1 INLEDNING ... 1
2 SYFTE ... 1
3 BAKGRUNDSINFORMATION ... 2
3.1 Mätstationer och data ... 2
3.2 Kustområden ... 5
3.3 Vattenståndsdynamik ... 7
3.4 Höjdsystem och medelvattenstånd ... 7
3.5 Tidvatten ... 9 3.6 Meteorologiska modeller ... 10 4 METODIK ... 11 4.1 Stormanalyser ... 12 4.2 Vattenståndsdynamik ... 12 5 RESULTAT ... 13
5.1 Väder och vattenstånd ... 13
5.1.1 Bottenviken och Bottenhavet ... 13
5.1.2 Södra Bottenhavet ... 15
5.1.3 Östersjön ... 16
5.1.4 Södra Östersjön ... 17
5.1.5 Öresund ... 19
5.1.6 Skagerrak och Kattegatt ... 21
5.2 Analys av stormfloder ... 25 5.2.1 Bottenviken ... 25 5.2.2 Bottenhavet ... 26 5.2.3 Södra Bottenhavet ... 27 5.2.4 Östersjön ... 28 5.2.5 Södra Östersjön ... 29 5.2.6 Öresund ... 30 5.2.7 Kattegatt ... 31 5.2.8 Skagerrak ... 32
5.3 Förekomst av höga vattenstånd ... 33
5.4 Summering ... 36
6 SLUTSATSER ... 39
7 REFERENSER ... 40
8 BILAGOR ... 43
8.2 Bilaga 2 −−−− Vattenståndsdynamik ... 44 8.3 Bilaga 3 −−−−Stormbanor ... 45 8.4 Bilaga 4 −−−− Stormar med höga havsvattenstånd ... 57
1 Inledning
Under de senaste åren har rekordhöga vattenstånd uppmätts på flera platser längs
Sveriges kust. På många ställen har dessa höga stormfloder medfört översvämningar som i vissa fall orsakat större samhällsstörningar. För att i mesta möjliga mån undvika kritiska störningar eller skador i samband med översvämningar behövs planeringsunderlag som bland annat beskriver det högsta vattenstånd som kan förväntas vid olika platser längs Sveriges kust.
Ett mycket högt vattenstånd, en så kallad stormflod (figur 1), kan sägas vara en
kombination av olika faktorer. Djupa lågtryck och stark pålandsvind medför nettohöjning av vattennivån. Andra faktorer är tidvatten, seicher och tillfälligt förhöjd havsnivå i området. Teoretiskt skulle alla faktorers maximum kunna infalla samtidigt, och stormfloder högre än observerade maximala värden, skulle då uppstå.
En metod har framtagits för att beräkna det högsta möjliga havsvattenståndet, baserat på observerade vattenstånd. Metoden och slutsatserna beskrivs i Schöld m.fl. (2017). I samband med arbetet att ta fram metoden gjordes analyser av SMHI:s mätserier över höga vattenstånd. I föreliggande rapport redovisas resultat från arbetet tillsammans med beskrivningar av havsnivåer och de mätdata och modeller som används.
Arbetet baseras helt på historiska data och inbegriper inte klimatscenarier.
Figur 1. Illustration av en stormflods olika komponenter.
2
Syfte
Denna rapport syftar till att grundläggande beskriva havsvattenstånd och dess
komponenter samt förhållandena längs Sveriges kuster. Rapporten dokumenterar utfallet av SMHI:s analyser av historiskt höga vattenstånd och väderparametrar som kan leda till höga stormfloder. Huvudsyftet är att presentera de högsta beräknade havsvattenstånden baserat på de dataserier som vi har tillgång till idag. Rapporten behandlar alltså inte framtida klimatförändringar.
2
3
Bakgrundsinformation
I detta kapitel beskrivs de mätdata som finns tillgängliga, hur de samlats in, granskats och lagrats samt indelningen i kustområden för de mätstationer som använts. En allmän beskrivning ges också av höga vattenstånd, höjdsystem, medelvattenstånd, tidvatten och meteorologiska modeller.
Majoriteten av alla stormar och andra oväder som föranleder kraftiga höjningar av vattenståndet i Sverige inträffar på höst- och vinterhalvåret. Vattennivån är då ofta redan förhöjd till följd av frekventa lågtryck och ihållande vindar. I teorin har en storm
förutsättningen att höja vattenståndet en given bit i förhållande till utgångsläget. Hur högt havsnivån befinner sig över det lokala normalvattenståndet, innan stormen, kan variera förhållandevis kraftigt. Det är alltså inte säkert att de häftigaste stormarna med de högsta stormfloderna har sammanfallit med en maximal havsnivå före stormen.
3.1 Mätstationer och data
För att med tillfredsställande statistisk säkerhet kunna beräkna längre återkomsttider och återkommande fenomen baserade på naturliga processer, är det önskvärt att ha tillgång till så långa tidsserier med data som möjligt. En riktlinje är att det brukar gå att beräkna tillförlitliga återkomstnivåer för en tidsperiod som är ungefär dubbelt så lång som mätdataserien (se Schöld m.fl., 2017 samt Södling och Nerheim, 2017).
Om en sällsynt händelse beräknas inträffa exempelvis vart 500:e år innebär det inte att det dröjer 500 år tills händelsen inträffar igen. Händelsen kan inträffa vilket år som helst, men sannolikheten för att den inträffar är låg, betraktad för varje enskilt år. Den ackumulerade sannolikheten över längre perioder är dock större än vad summan av de enskilda årens sannolikhet är. Betraktat över en längre period så blir sannolikheten allt större för varje år som går, om incidenten inte inträffat (se Återkomsttider i Kunskapsbanken på smhi.se och Fredriksson et al., 2016).
Den typ av empiriska beräkningar som presenteras i denna rapport och i Schöld m.fl., 2017 är också beroende av att det finns omfattande dataserier att analysera. Vi har emellertid funnit att man, genom att kombinera olika stormflodskomponenter till en högsta beräknad havsnivå, kan visa på scenarion med lägre sannolikhet än vid klassisk återkomsttidsberäkning.
Lyckligtvis har vi i Sverige tillgång till mycket långa och väl bevarade mätserier för havsvattenstånd, bland annat den så kallade Stockholmsserien där mätningar påbörjades vid Slussen i Stockholm redan år 1774 (se smhi.se). Från 1840-talet och framåt tillkom sedan ett antal mätstationer (mareografer) med daglig registrering, då man ville klargöra den så kallade ”vattenminskningen” (egentligen landhöjningen). Efter ett stadsbesök i Preussen beslöt Oscar II att placera ut mareografer vid Ratan, Draghällan, Björn, Stockholm-Skeppsholmen, Landsort, Kungsholmsfort, Ystad, Varberg och Smögen. En enklare havspegel placerades även ut i Göteborgs hamn och under tidigt 1900-tal tillkom fler mätstationer som är aktiva än idag: Smögen, Furuögrund, Visby och Klagshamn. Dessa stationer representerar således de äldsta tidsserier vi har tillgång till idag (se SMHI, 2009).
En viktig aspekt, vid alla typer av havsvattenståndsanalyser, är mätseriens kvalité och upplösning. Under många år registrerades enbart dygnsvärden (se bilaga 1) men idag finns tillgång till högupplöst data (ned till minutvärden) vid vissa mätstationer. Under årens lopp har även stationer lagts ned eller flyttats. Det förekommer även långa avbrott i mätserier. Utrustningens tillförlitlighet och precision har naturligtvis också ökat sedan 1800-talet, även om mätmetodiken i grunden är densamma.
De tidigaste mätningarna av havsvattenståndet skedde genom manuell avläsning av en fast pegelskala en gång per dygn eller en gång per vecka. Mätning med en registrerande pegel började i Sverige år 1886 när de första mareograferna introducerades.
Mareograferna installerades i pegelhus med brunn där rörelsen av en flottör i brunnen överfördes mekaniskt på ett diagrampapper. Grundprincipen för själva mätningen har sedan dess varit oförändrad. Under 1960-talet kom de första telefonsvarande peglarna som ringdes upp och vattenståndet upplästes via en taltrumma. Samtidigt byttes
mareograferna ut mot diagramskrivare med horisontal trumma. Vid stationer med snabba vattenståndsrörelser kunde det vara svårt att avläsa värden från diagram. Vid dessa stationer installerades en logger, som tömdes en gång om året. En logger är ett instrument som registrerar och sparar data på plats under en kortare eller längre tid.
Diagramskrivarna finns än idag kvar på de allra flesta stationerna. Diagrammen som skickas till SMHI en gång i veckan eller en gång i månaden används som backup samt för granskning och rättning av havsvattenståndsdata. Idag finns i regel tre flottörer i brunnen; en till en vinkelgivare som automatiskt registrerar och rapporterar vattenståndet i realtid, en till diagramskrivaren som registrerar vattenståndet på ett papper och en med måttband som tjänar som referens mot den lokala nollpunkten som är unik för varje station. Vid ett fåtal stationer används idag sensorer som mäter vattenståndet med hjälp av radar eller tryckmätning. De första av dessa sensorer installerades omkring år 2010.
Överföring och lagring av data vid mätstationer har också förändrats genom åren. Från regelbundet manuellt avlästa värden till telefonsvarande peglar som installerades på 1960-talet. Under 2000-talet installerades så kallade MAWS (MiniAutomatic Weather Station) som loggar och överför data till SMHI en gång i timmen. Sedan 1980-talet sker överföringen av data via modem. Digitalisering av diagramdata sker vid behov och för stationer där det inte finns vinkelgivare och logger installerat. Från manuell avläsning av diagramvärden gick man på 1990-talet över till att fotografera och senare till att skanna diagrammen och digitalisera vattenståndsdata med hjälp av en speciell programvara. Dataserier under och omkring stormfloder är generellt sett kvalitetssäkrade eftersom det oftast är dessa data som efterfrågas och analyseras i olika sammanhang. Några typiska orsaker som kan föranleda fel i mätdata för havsvattenstånd är is i brunnen, drift och ”dipp” (figur 2). De högsta stormfloderna kontrolleras alltid extra noga, men det kan hända att något ”dippfall” har missats vid digitaliseringen av diagrammen.
Figur 2. Vid mycket höga eller låga vattenstånd kan fel, ”dipp”, uppstå vid registrering av vattenståndet med diagramskrivare. Pappret tar slut, pennan vänder om vid kanten och sjunkande vattenstånd registreras trots att nivån egentligen fortsätter stiga (omvänt vid mycket låga vattenstånd).
Om is fryser till i brunnen där vattenståndsmätaren sitter leder det till konstanta mätvärden under en längre period (dagar till veckor), eventuellt med ett avbrott där vattenståndet verkar sjunka eller stiga snabbt när isflaket lossnar från brunnskanten, för att sedan bli konstant igen. Detta fenomen förekom mer frekvent under vintrarna förr men kan uppträda än idag, om den värmelampa som är placerad vid mätstationen slutar fungera. Denna typ av mätfel påverkar inte data för stormfloder.
4
Drift innebär att mätvärden förändras stadigt lite i taget åt ett håll, till exempel när vatten läcker in i flottören eller när det blivit påväxt på den. Andra möjliga fel är att intagsröret till brunnen blir igensatt eller att mätinstrumentet (tryckgivaren) börjat visa fel. När den här typen av fel upptäcks är det ofta svårt att korrigera mätdata eftersom det är svårt att veta exakt när processen har startat. Det är även svårt att avgöra hur ofta drift
förekommer i historisk data. Idag besöks stationerna regelbundet och inspektioner samt underhåll genomförs frekvent, så denna typ av fel är inte särskilt vanliga. Det är inte heller något som påverkar data vid stormfloder i särskilt hög utsträckning. Vid SMHI:s mätstationer genomförs en inspektion vartannat år. Då kontrolleras all utrustning på plats och man testar bland annat uppvärmningen i brunnen och genomför en avvägning där man kontrollerar uppmätta data mot fasta punkter med känd höjd.
Tabell 1. De mätstationer som använts i analysen, ID-nummer, position (lat-long) och mätperiod. Stationerna har indelats i kustområden. *Mätstation 35115 Halmstad tillhör Sjöfartsverket. **Fram till år 1959 finns data som icke-digitaliserade diagram vilka inte har analyserats. ***Data från mätstationen vid Stenungsund analyseras för både Kattegatt och Skagerrak.
Kustområde Stationsnamn ID Lat WGS84 Lon WGS84 Timvärden
tillgängliga Bottenviken Kalix 2157 65°41'49"N 23°05'46"E 1974 - Furuögrund 2055 64°54'57"N 21°13'50"E 1916 - Ratan 2056 63°59'10"N 20°53'42"E 1891 - Bottenhavet Skagsudde 2321 63°11'26"N 19°00'45"E 1982 - Spikarna 2061 62°21'48"N 17°31'52"E 1968 - Draghällan 2062 62°20'00"N 17°28'00"E 1897 - 1969 S. Bottenhavet Björn 2067 60°38'00"N 17°58'00"E 1891 - 1978 Forsmark 2179 60°24'31"N 18°12'39"E 1975 - Östersjön Stockholm 2069 59°19'27"N 18°04'54"E 1889 - Landsort Norra 2507 58°46'08"N 17°51'32"E 2004 - Landsort 2073 58°45'00"N 17°52'00"E 1886 – 2006 Marviken 2076 58°33'13"N 16°50'14"E 1964 - Visby 2080 57°38'21"N 18°17'04"E 1960 - Ölands Norra udde 2083 57°21'58"N 17°05'50"E 1961 - Oskarshamn 2085 57°16'30"N 16°28'41"E 1960 - S. Östersjön Kungsholmsfort 2088 56°06'19"N 15°35'22"E 1886 - Simrishamn 2320 55°33'27"N 14°21'28"E 1982 - Ystad 2093 55°25'00"N 13°49'00"E 1886 – 1987 Skanör 30488 55°25'00"N 12°49'46"E 1992 - Klagshamn 2095 55°31'20"N 12°53'37"E 1929 - Öresund Malmö 2098 55°37'00"N 13°00'00"E 1924 – 1963 Barsebäck 2099 55°45'23"N 12°54'12"E 1992 - Viken 2228 56°08'32"N 12°34'45"E 1976 - Kattegatt Halmstad* 35115 56°38'59"N 12°50'33"E 2009 - Varberg 2104 57°06'00"N 12°13'00"E 1886 – 1982 Ringhals 2105 57°14'59"N 12°06'45"E 1967 -
Göteborg Klippan 2108 57°41'00"N 11°54'00"E 1887** – 1978 Göteborg
Torshamnen 2109 57°41'05"N 11°47'26"E
1967 - Stenungsund*** 2110 58°05'36"N 11°49'57"E 1962 -
Skagerrak Smögen 2111 58°21'13"N 11°13'04"E 1910 -
I tabell 1 anges de stationer som har analyserats och från vilket år timvärden finns tillgängliga för respektive mätstation. En indelning av Sveriges kust i åtta olika kustområden har gjorts baserat på samvariation mellan mätstationerna (se även Schöld m.fl., 2017).
Vi har valt att behandla hela dataserien för samtliga analyserade stationer
sammanhängande. Eftersom timvis registrering påbörjades från slutet av 1800-talet och början av 1900-talet analyseras timvärden med startår omkring 1900. Under 2000-talet började vattenståndet observeras oftare än timvis (bilaga 1). Eftersom stormfloder kan ha ett mycket hastigt förlopp anges, i förekommande fall, även det absoluta maxvärdet för stormfloden som hämtats ur högupplösta dataserier (se även kapitel 5.2).
Merparten av de tillgängliga vattenståndsobservationerna hos SMHI är digitalt kvalitetsgranskade, och i samband med detta projekt har även viss manuell kontroll genomförts. Det har inte varit möjligt att granska all data manuellt, beroende på dess omfattning. Därmed kan en viss felmarginal föreligga. Vår bedömning är emellertid att resultatets tillförlitlighet är tillfredsställande, inte minst på grund av den stora mängd data som behandlats.
I analysen har uteslutande data från mätstationer för havsvattenstånd använts.
Vattenståndsdata uppmätt med satelliter skulle kunna vara en alternativ datakälla för att få en sammanhängande bild av vattenståndet längs hela Sveriges kust (Madsen et al., 2007). Med syftet att analysera händelser med hög tidsupplösning som kan ha ägt rum långt tillbaka i tiden, är emellertid satellitdata inget alternativ. Dels finns inte satellitdata så långt tillbaks i tiden och upplösningen i tid är låg, jämfört med de havsnivåmätningar som använts i denna analys. Sannolikheten att satellitmätningar skulle fånga de högsta stormfloderna är därmed liten.
3.2 Kustområden
De viktigaste faktorer som orsakar vattenståndsvariationer är vindar, lufttryck och tidvatten (Pugh and Woodworth, 2014). Förenklat kan sägas att pålandsvind och lågtryck gör att havsnivån stiger medan frånlandsvind och högtryck ger lägre vattenstånd. När dessa faktorer samverkar och/eller är särskilt kraftiga, kan mycket höga eller låga vattenstånd uppträda (Dangendorf et al., 2016). Plötsliga förändringar av vattenståndet kan även vara så kallade sjösprång. Sjösprång uppträder oregelbundet och är svåra att förutsäga eftersom flera samverkande villkor måste vara uppfyllda. Snabba förändringar i vind och lufttryck förorsakar en vattenståndsstörning vars höjd, när den träffar kusten, kan vara någon decimeter eller rentav en till två meter i enstaka fall. Ofta rör det sig om en åskfront som rör sig över ett havsområde och sätter vattnet i rörelse (Fonselius, 1995). Sjösprång har observerats på olika platser längs Sveriges kust vid flera olika tillfällen (se Sjösprång i Kunskapsbanken på smhi.se).
Kustområdet vid närliggande mätstationer utsätts för likartade väderparametrar ungefär samtidigt vartefter omgivande vattenmassa reagerar på ett sammanhängande vis. Exempelvis kan vattenståndet förväntas stiga vid stationerna Kalix, Furuögrund och Ratan vid vindar med en i huvudsak sydlig vindkomponent, då Östersjöns vatten helt enkelt pressas upp i Bottenviken. Vidare påverkas närliggande stationer likartat av samma vattenmassor, exempelvis av Östersjöns vattenutbyte genom Öresund och Bälten,
lågtryckspassager, samt de stående vågor (seicher) som kan uppkomma mellan olika ändar av Östersjön då vattenmassorna strävar efter att återgå till ett jämviktsläge efter att vindar eller lufttrycksvariationer har orsakat vattenståndsskillnader (Samuelsson and Stigebrandt, 1996; Jönsson et al., 2008; Johansson m.fl., 2017). På så vis kan man säga att mätstationerna inom ett visst kustområde samvarierar och att vattenståndet längs aktuell kuststräcka reagerar likartat vid olika vädersituationer.
6
De 31 mätstationer som inkluderats i denna studie har delats in i olika kustområden inom vilka mätstationerna kan sägas samvariera (tabell 1). Stationerna är indelade efter sitt geografiska läge, från norr till söder längs Sveriges kust. Hypotesen är att de havsnivåer före storm som uppträtt vid en station inom ett område, lika gärna skulle ha kunnat inträffa vid någon av de andra stationerna, och att de faktorer som orsakar stormfloder, och stormflodernas karaktär i sig, är likartad inom hela kustområdet. Detta har sedan utvärderats med hjälp av korrelationsanalyser mellan de olika stationerna, samt
detaljstudier av vattenståndsdynamiken vid olika stormtillfällen och högvattenhändelser (se även Schöld m.fl., 2017). De områden som har definierats inom projektet är
Bottenviken, Bottenhavet, Södra Bottenhavet, Östersjön, Södra Östersjön, Öresund, Skagerrak och Kattegatt (figur 3).
Figur 3. Karta över mätstationer och indelningen i kustområden. Bottenviken (röd), Bottenhavet (orange), Södra Bottenhavet (gul), Östersjön (grön), Södra Östersjön (mörkgrön), Öresund (ljusblå), Kattegatt (blå) och Skagerrak (lila). Mellan dessa kustområden kan ingen exakt gräns dras (de färgade linjerna är närmast att betrakta som ungefärliga indikationer), utan samvariationen förefaller generellt avta med geografiskt avstånd. För varje given plats längs kuststräckan finns det givetvis även många andra faktorer som kan påverka vattenståndet. Exempelvis kan västvindar, vilka är vanliga i samband med oväder över Sverige (se Vind i Sverige i Kunskapsbanken på smhi.se), innebära kraftig pålandsvind och höga vattenstånd längs västkusten medan ostkusten istället får frånlandsvind och låga vattenstånd.
Längs en rak kust, öppen ut mot havet, är mycket höga vattenstånd inte lika vanliga som i olika havsvikar eftersom vattenmassorna helt enkelt kan spridas ut mer. I vikar å andra sidan, kan vinduppstuvning1 och resonanseffekter samverka till att driva upp
vattenståndet extra högt. Hur stark effekten blir är beroende av vikens djup och geografi (Johansson m.fl., 2017).
Hur översvämningsdrabbad en kuststräcka är och hur högt vattnet kan nå innan det medför samhällsstörningar beror även på geografin, topografin, eventuella barriärer och var man har valt att placera exempelvis bostadshus och samhällsviktig verksamhet.
3.3 Vattenståndsdynamik
De kustområden som definieras i denna rapport är belägna på olika platser längs Sveriges kust. Olika lågtrycksbanor eller vindriktningar kan därför leda till höga vattenstånd på dessa geografiskt skilda platser. Även andra förhållanden påverkar dynamiken i de olika kustområdena. Tidvatten förekommer längs västkusten, men i Östersjön är effekten mycket dämpad och tidvattnet så gott som obetydligt (se även kap 3.5). Östersjön är ett innanhav och fungerar som en avsnörd balja, och det kan uppstå en stående våg mellan olika ändar av baljan. Lokala förhållanden, exempelvis om en plats är belägen vid en rak, öppen kust eller inne i en vik, påverkar hur vattenståndshöjningen kan förväntas se ut där. Se Johansson m.fl. (2017) för mer information om de mekanismer som påverkar
vattenståndet.
Det är inte bara ett högsta beräknat havsvattenstånd som kan vara av intresse för
planering och sårbarhetsanalyser. Även frekvensen av höga vattenstånd och den tid under vilken en stormflod pågår, dess varaktighet, kan skilja sig åt mellan olika kustområden eller stationer.
3.4 Höjdsystem och medelvattenstånd
Havsvattenståndet mäts i ett lokalt höjdsystem som är unikt för varje mätstation. Det observerade vattenståndet kan sedan relateras till olika nationella höjdsystem som till exempel RH2000 (figur 4) eller relativt medelvattenstånd (Relative Water level, RW, figur 5).
De nationella höjdsystemens nollnivå definieras baserat på en viss tidsperiod.
Vattenståndet relaterat till nationellt höjdsystem är inte korrigerat för landhöjning eller havsnivåhöjning, utan visar vattenståndets höjd relativt nivån för denna tidsperiod. Flera olika nationella höjdsystem har genom åren avlöst varandra i Sverige. Dagens officiella nationella höjdsystem (sedan 2005) kallas rikets höjdsystem år 2000 eller RH2000 (figur 4). Tidigare användes RH00 och RH70 som nationella höjdsystem. När vattenståndet längs Sveriges kust studeras för långa perioder måste effekten av landhöjningen beaktas. Den senaste istiden tryckte ner jordskorpan i Östersjöområdet med upp till 300 meter. Sedan isen drog sig tillbaka efter senaste istiden har landmassan rört sig uppåt. Längs Sveriges kust varierar den årliga landhöjningen relativt geoiden2 med knappt 10 mm i området runt Norra Kvarken och nära 0 mm i Öresund.
1
Vinduppstuvning innebär att komponenten av vind längs viken föser vatten in i (ut ur) viken vilket ger en höjning (sänkning) av vattenståndet jämfört med i mynningen mot havet.
2 Geoiden = den nivåyta i jordens tyngdkraftsfält som bäst ansluter sig till den ostörda havsytans
8
Vattenståndet i relativt medelvattenstånd (RW) är korrigerat för den sammanlagda effekten av landhöjning och långsiktig havsnivåhöjning (figur 5). Dessa båda processer går således inte att urskilja i dataserien. Däremot kan variationer studeras såsom extremvärden eller år-till-år variationer.
Figur 4. Havsvattenstånd vid Ratan 1891-2016 i RH2000. Årsmedelvärden, min- och maxvärden i olika nyanser av blått. Regressionslinje för beräkning av de olika årens medelvattenstånd visas med röd linje.
Figur 5. Havsvattenstånd vid Ratan 1891-2016 relativt årets beräknade
medelvattenstånd (RW). Årsmedelvärden, min- och maxvärden i olika nyanser av blått.
I relativt medelvattenstånd (RW) är årets beräknade medelvattenstånd alltid noll (0) och utgörs av havets genomsnittliga nivå vid respektive mätstation. Detta innebär att alla enskilda vattenståndsrörelser är fullständigt jämförbara inom och mellan olika stationer och år. Denna nollnivå är, liksom årets beräknade medelvattenstånd i RH2000, beräknade värden som tas fram genom regression för varje station (figur 4). För att få en bra
regressionslinje krävs omkring 30 års data från stationen (se Årets medelvattenstånd i Kunskapsbanken på smhi.se). Därefter kan årets medelvattenstånd bestämmas både framåt och bakåt i tiden. I denna rapport presenteras värden för varje mätstation relativt årets beräknade medelvattenstånd (RW).
I figur 4 och figur 5 visas värden för mätstationen Ratan. Sedan mätningarna vid Ratan inleddes år 1891 har landmassan i området stigit cirka 120 cm. Samtidigt har
medelvattenståndet vid stationen blivit ungefär 100 cm lägre. Det innebär att havsnivån vid stationen har höjts omkring 20 cm sedan 1891 (figur 4).
3.5 Tidvatten
Tidvatten är främst en effekt av månens och solens dragningskraft samt den
centrifugalkraft som uppstår då himlakroppar cirkulerar kring en gemensam tyngdpunkt. Dess förlopp påverkas emellertid även av en rad interagerande faktorer såsom jordens rotation, jordaxelns lutning, variationen i avståndet till månen och solen samt deras respektive banas lutning. Jorden är täckt av mycket djupt vatten, men också landmassor som begränsar och omdirigerar tidvattenvågens rörelse. Havsbassänger med olika djup och topografi bromsar upp vågen och gör att tidvattnet varierar från plats till plats i ett för kustområdet regelbundet mönster.
Vid den delen av jorden som befinner sig närmast månen och den del som befinner sig på motsatt sida (till följd av jordens omloppsrörelse), råder högvatten, så kallad flod.
Eftersom månen rör sig runt jorden i samma riktning som jorden roterar runt sin egen axel tar det 24 timmar och 50 minuter innan samma plats på jorden åter befinner sig närmast månen. Därmed har vi i Sverige ebb och flod ungefär två gånger per dygn, så kallat halvdagligt tidvatten, och av denna anledning äger högvatten även rum nästan en timme senare varje dag. Således är det drygt 6 timmar mellan ebb och flod.
Vid fullmåne och nymåne är tidvattnet som högst. Denna företeelse kallas springflod och uppstår då månens och solens gravitationskrafter är i linje och således förstärker varandra. Avståndet mellan jorden och solen är mycket större än mellan jorden och månen. Därför är solens tidvattenalstrande kraft endast cirka hälften så stor som månens, trots solens betydligt större massa. Fullmånen uppträder med 29,5 dygns mellanrum och nymånen i mitten av den perioden. Således äger springflod rum 2-3 gånger i månaden och den resulterande tidvattenkraften blir då omkring en halv gång större än normalt. Vid halvmåne är tidvattenhöjden istället som lägst, så kallad nipflod. I det läget motverkar istället månens och solens dragningskraft varandra då de befinner sig i 90° vinkel i förhållande till jorden. Detta resulterar i att tidvattenkraften istället blir reducerad till hälften av det normala (Fonselius, 1995).
Tidvattenhöjden, alltså avståndet mellan ebb och flod, och tidvattenströmmarna är som högst i smala och grunda sund och vikar och intill kuster, samt där två tidvattenvågor möts. I Bay of Fundy i Kanada är skillnaden mellan ebb och flod över 15 meter (se Bay of Fundy, Canada’s Natural Wonder)! Jämfört med detta är tidvattenhöjden i Sverige mycket låg, med som högst cirka 35cm i Skagerrak respektive 25 centimeter i Kattegatt. Längs den svenska västkusten är tidvattnet en effekt av öppningen mot Nordsjön och Atlanten. Längs Jyllands västkust och i mynningen mot Nordsjön gör friktionen mot botten att tidvattenvågen försvagas avsevärt och endast en svag våg tränger in i Skagerrak, där tidvattnet ändå är som kraftigast med svenska mått mätt. På sin väg söderut i Kattegatt och genom Öresund försvagas tidvattenvågen ytterligare (Fonselius, 1995).
I Egentliga Östersjön3 och längre norrut i Bottniska viken förekommer så gott som inget tidvatten, då vattenreservoaren är för liten och mynningen till Östersjön för trång och grund. Tidvattenvariationer i Kattegatt dämpas så mycket på vägen genom Öresund och
3 Egentliga Östersjön kallas den del av Östersjön som sträcker sig från Ålands hav till de danska
10
Bälten att endast en minimal effekt kvarstår när vågen når Östersjön. Därmed blir tidvattenhöjden i Södra Östersjön bara några centimeter och den försvagas ytterligare norrut (Stigebrandt, 2001). Eventuellt tidvatten i Östersjön kan därmed anses vara försumbart i detta sammanhang.
I figur 6 visas en analys av tidvattnet vid station Kungsvik i Skagerrak under ett stormtillfälle i januari år 2000. I figuren ses att det momentana tidvattenståndet vid stormflodens maximum var ganska exakt 0 centimeter. Den maximala tidvattenhöjden i figuren är omkring 30 centimeter. Detta innebär att tidvattnet hade kunnat bidra till en 15 centimeter högre stormflod om stormflodens maximum hade sammanfallit med en maximal tidvattenhöjd. I kapitel 5.2 redovisas denna ytterligare höjning som ett maximalt tidvattenstånd hade kunnat bidra med vid olika stormflodstillfällen i Skagerrak, Kattegatt och Öresund.
Figur 6. Stormflod vid mätstation Kungsvik i Skagerrak och en harmonisk analys (svängningarna) av tidvattnet 28-31 januari 2000. Streckad svart linje visar tidpunkt för maximal tidvattenhöjd. Den streckade röda linjen indikerar tidpunkt för stormflodens högsta havsnivå. Det momentana tidvattenståndet vid denna tidpunkt var 10-15 cm lägre än tidvattenmaximum.
3.6 Meteorologiska modeller
En analys och sammanfattning av väder som föranleder höga stormfloder har genomförts för varje kustområde. Tre olika meteorologiska dataset har använts för att ta fram dessa väderanalyser, MESAN4 (Häggmark m.fl., 1997), EURO4M5 (Landelius et al., 2016) och ERA-Interim6 (Dee et al., 2011). MESAN (MESoskalig ANalys) är en produkt som utvecklats för att bland annat användas i framställningar av nulägesanalyser,
korttidsprognoser (så kallad nowcasting) och återanalyser. Medan traditionella numeriska
4 MESAN= meteorologisk analysmodell som beskriver det aktuella väderläget i gridrutor.
https://www.smhi.se/klimatdata/oppna-data/meteorologiska-data/analysmodell-mesan-1.30445
5 EURO4M = EU-projekt som återanalyserade klimatdata för perioden 1979-2014 med 22 km
grid-upplösning
6 ERA-Interim = återanalysmodell med global täckning och gridupplösning ca 80 km, från
väderprognosmodeller (NWP) körs fyra gånger per dygn, körs MESAN varje timme och kombinerar då information från den senaste tillgängliga NWP körningen med de senaste observationerna. På så vis förfinas den första grövre uppskattningen av fältet som NWP-data utgör med hjälp av nya observationer som inte var tillgängliga vid tidpunkten för produktionen av NWP-data. För att på bästa möjliga sätt kunna fylla ut luckor mellan observationspunkter används en teknik som kallas optimal interpolation (OI) i MESAN analysen. OI bygger på hur olika uppmätta data normalt sett varierar i rummet,
exempelvis genom att jämföra höjden vid observationspunkten med höjden i aktuell gridruta, och applicera detta på variabelns normalvariation i höjdled. En annan viktig del av tekniken är användningen av så kallade strukturfunktioner vilka är baserade på historiska data och beskriver relationen mellan parametrar i tid och rum.
MESAN producerar griddad information vilken blir tillgänglig kort efter
observationstiden. Dessutom kan nya fält beräknas som innehåller efterbehandlad och mer detaljerad information, exempelvis om nederbörden kommer som snö eller som regn. Beträffande användningen av realtidsobservationer, bör det noteras att dessas kvalitet endast kontrolleras till en begränsad grad. Mätdata med stora avvikelser ignoreras automatiskt medan en noggrann kvalitetskontroll inte kan förväntas inom tidsramen för operativ användning. Dessutom utgör de observationer som tillgängliggörs i realtid endast en delmängd av det totala antalet observationer och därmed är mängden observationer för MESAN-systemet begränsad.
Återanalysprodukter, som den globala ERA-Interim eller den regionala EURO4M, liknar MESAN men har tagits fram i ett annat syfte. Medan MESAN är en operativ produkt, främst avsedd för att förbättra korttidsprognoser (så kallade nowcasts), är återanalyser optimerade för att bedöma effekterna av tidigare väder- och klimathändelser och klimatstatistik. Därför utnyttjar återanalysprodukter alla tillgängliga observationer, även de uppgifter som har rapporterats sent. Dessutom har indata hunnit kvalitetskontrolleras mer utförligt.
En annan skillnad är kvalitetsförändring över tid. MESAN är starkt beroende av den underliggande väderprognosmodellen, vilken förbättras och därmed förändras över tid. Sådan utveckling, inklusive förändringar av upplösning, gör att produkten blir inhomogen över tid och det komplicerar exempelvis uppskattning av klimatförändringar.
Återanalyser genomförs därför vanligen med ett system som är fryst över tiden och som spänner över en längre period. ERA-Interim och EURO4M data finns tillgängliga tillbaka till 1979, men andra återanalysprodukter går längre tillbaka än 1900. Slutligen är de stora skillnaderna mellan ERA-Interim och EURO4M det område vilket de täcker och den horisontella upplösningen. ERA-Interim är en global analys med en upplösning på cirka 80 kilometer, medan EURO4M endast omfattar Europa, men har en högre upplösning på 22 kilometer.
Varför används modeller och inte bara mätdata för den här typen av väderanalyser? Observationsnätet är ganska grovt, bland annat av ekonomiska skäl. Observationer finns enbart för ett fåtal punkter i Sverige och är mycket begränsade över havet. Luckor i tid förekommer också och observationer kan utebli då utrustning eller instrument krånglar. Dessa luckor kan lyckligtvis fyllas med hjälp av modeller som beräknar de saknade datapunkterna med hjälp av kända fysikaliska ekvationer.
4 Metodik
Tillfällen som lett till höga havsvattenstånd analyserades dels i relation till
väderförhållanden och dels avseende stormfloders nivåer i de olika kustområdena. SMHI utfärdar varningar för höga vattenstånd enligt fastställda nivåer i två klasser (tabell 2). Dynamiken kring dessa klass 1- och klass 2-tillfällen undersöktes också.
12
Tabell 2. Varningsgränser klass 1 och klass 2 för de olika kustområdena längs Sveriges kust. Nivåerna är olika eftersom höga vattenstånd är mer eller mindre vanliga på olika platser längs kusten.
Kustområde Varningsgräns för klass 1 Varningsgräns för klass 2
Bottenviken, Södra Östersjön, Öresund, Kattegatt, Skagerrak
≥ 80 cm över medelvattenstånd ≥ 120 cm över medelvattenstånd Bottenhavet, Södra Bottenhavet, Östersjön ≥ 65 cm över medelvattenstånd ≥ 100 cm över medelvattenstånd
4.1 Stormanalyser
Kända väder- och vattenståndshändelser i respektive kustområde analyserades utifrån så kallade återanalyser (se kap. 3.6). Havsbassängernas generella karaktär och relationen mellan vattenstånd och väderdynamik beskrivs.
För var och en av de 31 mätstationerna framtogs de tillfällen som genererat den högsta observerade stormfloden, den högsta nettohöjningen respektive den högsta havsnivån före storm. Resultat för Göteborg Klippan och Göteborg Torshamnen har slagits ihop.
Detsamma gäller Landsort och Landsort Norra. Sambandet mellan parametrarna avser: Stormflod = havsnivå före storm + nettohöjning
Stormflod är här den högsta havsnivån (cm) vid stormtillfället, havsnivå före storm är medelvärdet av havsnivån en period före stormfloden och nettohöjning är alltså skillnaden dem emellan (se även Schöld m.fl., 2017).
4.2 Vattenståndsdynamik
Vattenståndsdynamiken i samband med varningar för höga havsvattenstånd studerades för de olika stationerna. Antalet klass 1- och klass 2-tillfällen analyserades för hela mätperioden, i medelantal per år, och maximalt antal per månad. Även händelsernas varaktighet analyserades och medel- och maximal varaktighet per tillfälle, samt maximal sammanlagd varaktighet per månad togs fram (se bilaga 2 för en sammanfattning av resultaten).
Figur 7. Antal år för vilka mätdata finns tillgängliga på timbasis för varje mätstation. Antal år är den period för vilken data har analyserats i denna rapport.
Eftersom mätseriens längd (figur 7) och varningsgränserna (tabell 2) skiljer sig åt mellan stationer och kustområden går det inte att direkt jämföra alla resultat. Det framgår dock
tydligt i bilaga 2 att vissa stationer har ett ganska stort antal klass 2-tillfällen trots en förhållandevis kort mätserie. För andra stationer är varaktighet och antal tillfällen mycket lågt, trots att den analyserade perioden är lång. Uppgifter kring medelantal tillfällen per år har också tagits fram. I Schöld m.fl. (2017) beskrivs mer kring metodiken.
5 Resultat
5.1 Väder och vattenstånd
I detta kapitel görs en överblick över havsbassängernas karaktär och vädersituationer sammanfattas som historiskt sett har lett till höga vattenstånd i respektive kustområde. Urvalet av stormtillfällen har baserats på vattenståndsnivån och att stormarna inträffat efter år 1979, då data från ERA-Interim och EURO4M finns tillgängliga.
I bilaga 3 och bilaga 4 visas analyser över stormar. Kartorna över lufttryck avser tidpunkten då det högsta uppmätta vattenståndet nåddes. Lågtrycksbanan under stormen är också illustrerad i kartorna. Data för var sjätte timme av lufttrycket har hämtats från EURO4M eller ERA-Interim (bilaga 3). De kartanalyser (bilaga 4) som även visar den högsta byvinden bygger enbart på MESAN för varje timme. I bilagorna finns också tabeller över de högsta vattenstånden vid respektive stormtillfälle.
Det är inte bara kraftiga vindar som påverkar vattenståndet till havs. Även lufttrycket har en direkt, om än trögare, inverkan på vattenståndet. Lufttryckets medelvärde vid havsytan är drygt 1000 hPa. En ökning eller minskning på 1 hPa ger en vattenståndsskillnad på ungefär 1 cm. Generellt är vattenståndet ofta högt under höst och vinter då det passerar många lågtryck, men lågt under vår och sommar då det ofta är högtryck och svaga vindar. Lufttrycket kan också medföra att vatten pressas in i eller ut ur Östersjön via Öresund om en stabil tryckskillnad föreligger mellan Östersjön och Västerhavet. Det kan även orsaka en snedställning av Östersjön med relativt stora nivåskillnader mellan nord och syd eller väst och öst.
Det förekommer också en mer storskalig, naturlig variabilitet som kan påverka det regionala havsvattenståndet mellan olika säsonger, år eller årtionden. Förändringar i storskaliga klimatmönster kan exempelvis göra att kraftiga oväder med västliga vindar och olika lågtryckssystem blir mer frekventa eller starkare under vissa tidsperioder. Detta påverkar i sin tur havsvattenståndet i Nordsjön och i förlängningen även i områden längs Sveriges kust. Till exempel påverkar storskaliga svängningar i atmosfären över
Nordatlanten, den NordAtlantiska Oscillationen (NAO), trycksystemens banor och leder till att havsvattenståndet varierar mellan olika säsonger, år eller rentav årtionden (se exempelvis Chafik et al., 2017 och referenser däri). För mer information om de mekanismer som påverkar havsvattenståndet, se Johansson m.fl. (2017). 5.1.1 Bottenviken och Bottenhavet
I Östersjöns nordligaste del stiger vattenståndet då sydliga eller sydvästliga vindar över Östersjön pressar vatten norrut. Samtidigt sjunker havsvattenståndet i de södra delarna av Östersjön. Det högsta vattenstånd som SMHI har observerat i området, 177 cm över medelvattenstånd, inträffade vid mätstation Kalix i januari 1984. Vid det tillfället blåste stormbyar från söder.
Att havsnivån befinner sig över medelvattenståndet förekommer förhållandevis ofta i Bottniska viken. Då lågtryck eller sydliga vindar har pressat upp vattnet i norra
14
Östersjön krävs det inte särskilt kraftiga väder för att nivån ska stiga ytterligare och bli märkbart hög. Tryckskillnader, seicher eller vind kan skapa en snedställning eller pendling av havsytan över Östersjön, ungefär på samma vis som vattnet kan pendla i en balja. Eftersom området i nordligaste Bottenviken runt Kalix befinner sig i ena änden av baljan blir dessa effekter särskilt tydliga längst i norr.
13-14 januari 1984 (bilaga 3 figur 2 och 3). Två lågtryck passerade i området med några dygns mellanrum. Det första rörde sig norrut nära gränsen mellan Sverige och Norge. Det andra rörde sig på en sydligare bana från Nordsjön mot sydligaste Finland.
Resultatet blev en flera dygn lång period med kraftiga sydvindar från södra Östersjön och upp mot Bottenviken vilket orsakade rekordhöga vattenstånd i Bottenviken och
Bottenhavet. Vid mätstationen i Kalix uppmättes 177 cm, vid Furuögrund 148 cm, Ratan 133 cm och vid Spikarna 129 cm över medelvattenstånd. Alla nivåer avser nivå över medelvattenstånd. Från Skagsudde och Draghällan finns inte data från detta tillfälle. En bidragande orsak till det mycket höga vattenståndet kan ha varit att lufttrycket i absoluta tal var mycket lågt. Den 14 januari 00 UTC var lufttrycket över mellersta Sverige under 950 hPa, vilket är mycket lågt om än inte något rekord. På grund av de dubbla lågtryckspassagerna höll sig lufttrycket på låga nivåer under relativt lång tid. 19 december 1992 (bilaga 3 figur 7). Ett djupt lågtryck som rörde sig på en nordostlig bana från området mellan Island och Skottland till Ishavet gav en ungefär 24 timmar lång period den 18-19 december med kraftiga sydvindar längs hela Bottniska viken och delvis även Östersjön. Därefter vred vinden mot sydväst-väst och var då fortfarande mycket kraftig.
Den här lågtryckspassagen orsakade den kraftigaste byvind vi någonsin registrerat i Sverige. Nämligen 81 m/s vid Tarfala i Kebnekaisefjällen. Vid detta tillfälle uppmättes 148 cm över medelvattenstånd vid mätstationen i Kalix, 128 cm vid Furuögrund, 109 cm vid Ratan, och enbart 60 cm över medelvattenstånd vid Spikarna (figur 8). För
mätstationerna Skagsudde och Draghällan finns inte mätdata från detta tillfälle.
Figur 8. Havsvattenstånd (cm över medelvattenstånd) vid stationerna Kalix,
Furuögrund, Ratan (i Bottenviken) och Spikarna (i Bottenhavet) under stormen december 1992.
23 februari 2002 (bilaga 3 figur 8). Ett lågtryck rörde sig på en nordlig bana från strax norr om Island till Nordnorge. Samtidigt bildades ett dellågtryck över Svealand som rörde sig upp mot Norra Kvarken. Detta gav en 1-1½ dygn lång period med kraftiga sydliga-sydostliga vindar över Bottniska viken och delvis även över Östersjön. Dellågtrycket som bildades var mycket djupt, cirka 955 hPa i centrum, vilket kan ha bidragit till de höga
vattenstånden. Under denna period uppmättes 144 cm över medelvattenstånd vid mätstationen i Kalix och 131 cm över medelvattenstånd vid Skagsudde.
9 december 2011 (bilaga3 figur 13 och bilaga 4 figur 5). Ett djupt lågtryck rörde sig med sitt centrum i gränsområdet mellan Ålands hav och Bottenhavet. Norr om lågtrycket rådde kraftiga vindar i sektorn mellan syd och ost, vilket pressade vatten mot den svenska Bottenhavskusten.
När lågtrycket nått södra Finland den 10 december vred vinden mot nordost vilket bör ha bidragit till att vatten fortsatte att pressas mot den svenska kusten. Först när lågtrycket fortsatte österut och vinden vred upp mot nord eller nordväst bör pressen ha avtagit. Dagarna innan, den 7-8 december, hade ett annat men ganska svagt lågtryck passerat över Bottenhavet. Det kan ha bidragit till att vattennivån var relativt hög i bassängen redan när det djupa lågtrycket närmade sig. Vid detta tillfälle steg vattenståndet som mest i
Bottenhavet med drygt 120 cm över medelvattenstånd vid Skagsudde och Spikarna. I Bottenviken resulterade det i 102 till 109 cm och vid Forsmark steg vattenståndet till 101 cm över medelvattenstånd.
En annan detalj, som emellertid inte har någon betydelse för havsvattenståndet, är att de kraftiga ostvindarna alstrade för årstiden mycket stora nederbördsmängder en bit innanför kusten.
En gemensam nämnare i de här fallen är lågtryck som på sin bana passerar nordväst om Sverige och därmed skapar en kraftig sydlig vindkomponent över Bottniska viken. I ett par av fallen följs lågtrycket av ytterligare ett lågtryck som förlänger tiden med kraftiga sydvindar. Ovanligt låga lufttryck i lågtryckens centrum kan ytterligare ha bidragit till de höga vattenstånden. I Bottenhavet är ostlig pålandsvind en viktig faktor som gör att vatten pressas upp mot kusten medan främst sydliga vindar ger denna effekt i Bottenviken. 5.1.2 Södra Bottenhavet
Vattenståndet i innanhavet Östersjön varierar bland annat på grund av växlingar i vind och lufttryck. Om det under en längre tid blåser i samma vindriktning stuvas vatten upp i ena änden medan vattenståndet blir lågt i den andra. När vinden sedan avtar sätts systemet i svängning då vattnet strömmar tillbaka. Från norr till söder i Östersjön, befinner sig stationerna i den norra delen av Egentliga Östersjön och i viss mån även Björn och Forsmark ganska nära noden i detta system där vattenytan håller sig konstant, och påverkas därför inte av dessa stationära svängningar i samma utsträckning som
mätstationerna i norra och i södra Sverige. Eftersom mätstationen Forsmark är belägen i Öregrundsgrepen kan en mer lokal uppstuvningseffekt göra att vattenståndet här blir högt vid nordliga vindar.
Södra Bottenhavet har definierats som en egen kuststräcka där Björn och Forsmark är belägna. I området är det tämligen glest med mätstationer för havsnivå och någon exakt gräns mellan Södra Bottenhavet och Östersjön går därmed inte att dra. Eftersom
kustlinjen söderut böjer av längs Roslagskusten kan olika vindriktningar förorsaka höga vattenstånd i den norra och den södra delen. Den södra delen av området är troligtvis mer utsatt för vind omkring syd/sydöst då den böjer av västerut. Gemensamt för stora delar av den södra kuststräckan är emellertid att den rikliga förekomsten av öar gör att
innerskärgården ligger förhållandevis skyddad.
Mätstationerna i Södra Bottenhavet är belägna längs Upplandskusten där kustlinjen istället böjer av österut. Därmed är det framförallt vind omkring nord/nordost som kan orsaka höga vattenstånd vid Björn och Forsmark. Mätstationen vid Forsmark finns dessutom innanför Gräsö i Öregrundsgrepen och är därför förhållandevis skyddad från pålandsvind österifrån. Om vinden istället blåser norrifrån rakt in i området kan vattnet
16
däremot effektivt pressas upp eftersom sundet smalnar av söderut och vattnet då inte har någonstans att ta vägen. Även höga bakgrundsnivåer kan troligtvis bli mer långvariga eftersom vattnet helt enkelt rinner undan långsammare. Ett typexempel på just en sådan vädersituation är stormen Per som drog förbi i januari 2007 då rekordhögt vattenstånd uppmättes vid Forsmark.
Eftersom mätstationen vid Björn avvecklades under 1978 finns det i denna
sammanfattning inga illustrationer för stormbanor som föranlett rekordhöga vattenstånd vid denna station. Under den nästan 90 år långa mätserien uppmättes rekordet 135 cm över medelvattenstånd under en storm i januari 1914.
Stormen Per 14 januari 2007 (bilaga 3 figur 10 och bilaga 4 figur 2). Under stormen Per i januari 2007 uppmättes rekordhöga 145 cm över medelvattenstånd vid mätstationen vid Forsmark. Vattenståndet blev även högt både längre söderut och norrut, förmodligen på grund av att havsnivån i Östersjön pressats upp redan innan stormen. Vid Spikarna uppmättes exempelvis 100 cm över medelvattenstånd.
Tidigare rekord vid Forsmark var på 137 respektive 129 cm över medelvattenstånd i december 1986 och januari 1992. Vid dessa tre tillfällen var vädersituationen tämligen likartad.
Djupa lågtryck passerade med sitt centrum över sydligaste eller mellersta delen av Bottenhavet. På lågtryckens baksida blåste det upp nordlig till nordvästlig storm.
Stormvindarna pressade vatten mot Upplandskusten, som böjer av österut och därmed blir mycket utsatt för vind omkring nord. De djupa lågtrycken som föregick nordvindarna bidrog sannolikt till att mycket vatten samlades i Bottenhavet inför stormarna 1992 och 2007 då våra analyser visar att nivån före storm var 43 respektive 53 cm över
medelvattenstånd. 1986 hade inte nivån stigit i samma omfattning, då var utgångsläget bara 24 cm över medelvattenstånd.
5.1.3 Östersjön
En viktig utgångspunkt för höga nivåer före storm i kustområde Östersjön är förhärskande väst- till nordvästliga vindar som succesivt höjer vattenståndet. Innanhavet Östersjön är en
förhållandevis sluten bassäng och vattenutbytet är begränsat via de trånga passagerna mellan Öresund och Bälten. Därför är det där vanligare med höga utgångslägen än på västkusten. Då kraftiga lågtryck eller ihållande vindar över Nordsjön höjer
vattenståndet i Västerhavet, sker en transport av vatten in genom Bälten och Öresund, och vattenståndet höjs då långsamt och ofta långvarigt i Östersjön.
I Östersjön som helhet är tidvattnet försumbart, och utgörs enbart av någon cm till följd av områdets storlek och trånga mynning. Generellt har kustområdena Västerhavet, Södra Östersjön och Bottenhavet större stormrelaterade variationer i vattenstånd än kustområdet Östersjön. Medelnivån i kustområde Östersjön beskrivs väl av det observerade
vattenståndet i de centrala delarna, till exempel vid stationen Landsort Norra.
Nivån före storm kan efter en blåsig höst med kraftiga nordvästvindar stiga till omkring 60 cm över medelvattenstånd. När ett lågtryck sedan passerar, ofta på väg österut över Sverige, kan kraftiga nordostvindar som drar ned efter lågtryckspassagen omfördela vattenmassorna och höja vattenståndet längs med ostkusten.
18 januari 1983 (bilaga 3 figur 1). Ett mycket djupt lågtryck passerade österut över Svealand. Söder om lågtrycket rådde kraftiga västliga till nordvästliga vindar som bör ha bidragit till att pressa in vatten från Skagerrak och Kattegatt till Östersjön. Lågtrycket
följdes av kraftiga nordvindar som pressade vatten från Bottenviken söderut mot Östersjön. I Bottniska viken kan det ha samlats vatten tidigare under månaden eftersom det då ofta rådde västliga till sydliga vindar.
Även det låga lufttrycket i samband med lågtryckets passage över Östersjön kan ha bidragit till det höga vattenståndet. Vid detta tillfälle observerades rekordhöga vattenstånd vid många stationer i området. 117 cm över medelvattenstånd registrerades vid
mätstationen i Stockholm och den vid Ölands Norra udde. 96 respektive 95 cm uppmättes vid Landsort och Marviken och 100 cm över medelvattenstånd vid Oskarshamn. Nivån före storm låg omkring 50 cm över medelvattenstånd i Östersjön. Vid detta tillfälle var vattenståndet högt även vid Forsmark. Nivån före storm beräknades till 54 cm över medelvattenstånd och stormfloden mätte 115 cm.
21 januari 2007 (bilaga 4 figur 3). Januari 2007 präglades av en intensiv lågtryckstrafik och mycket vatten samlades i Östersjön. Den 21:a passerade ett lågtryck österut över södra Svealand. Söder om lågtrycket pressade kraftiga västvindar in vatten mot Östersjön från Västerhavet. Lågtrycket följdes av vindar omkring nord och vatten från Bottniska viken bör ha pressats söderut. Vid detta tillfälle uppmättes drygt 100 cm över
medelvattenstånd vid mätstationen i Stockholm.
Väderbilden var i stort sett densamma som i fallet från 1983, lågtrycket vid det tillfället var dock något intensivare.
14 januari 2012 (bilaga 3 figur 14). Ett lågtrycksområde passerade den 12:e januari österut över Sverige. Lågtrycksområdet hade två delcentrum, ett över mellersta Norrland och ett över Svealand. Lågtrycket bromsade upp nära Finska viken den 13:e och rörde sig den 14:e söderut över Baltikum.
Detta gav upphov till en ganska lång period med vind omkring nord över Bottniska viken och Östersjön. Den 13-14:e var det stormvindar på Örskär, Söderarm, Svenska Högarna och Fårösund. Drygt 100 cm över medelvattenstånd registrerades vid Ölands Norra udde. 5.1.4 Södra Östersjön
Många av de rekord som noterats i Södra Östersjön har infallit före det att vi har tillgång till data för den typ av väderrelaterade återanalyser som presenteras i denna rapport. Lågtrycken under januari 1983 och 2012 som beskrivs ovan påverkade emellertid även Södra Östersjön i viss utsträckning med stormfloder på omkring 110 cm över medelvattenstånd.
På morgonen den 30:e december 1904 befann sig ett lågtryck mellan Sydnorge och Jylland. Lågtrycket intensifierades hastigt och rörde sig åt sydost. Lågtryckets bana innebar att vinden vred hastigt från kraftiga västvindar till nordostlig vind av storm- eller orkanstyrka. Vinden och tryckfördelningen medförde att vatten pressades mot Södra Östersjön både från Västerhavet och från de östligare delarna av Östersjön och nivån steg till hela 169 cm över medelvattenstånd vid mätstationen i Ystad, ett rekord som står sig än idag (se Nyårsstormen 1904 i Kunskapsbanken på smhi.se). I januari 1914 blev vattenståndet också mycket högt i Södra Östersjön, med det hittills oöverträffade rekordet om 133 cm över medelvattenstånd vid mätstationen i Kungsholmsfort. Den absolut högsta stormflod som drabbat området är emellertid Backafloden i november 1872. Vid det tillfället sägs stormfloden ha varit över 3 meter över medelvattenstånd i Abbekås. Tyvärr inrättades inte mätstationen vid Ystad förrän år 1886 och SMHI har därmed inga mätdata från stationer i området som kan bekräfta det oerhört höga vattenståndet och beskriva väderläget vid tillfället i detalj. Att Backafloden medförde en stormflod av
18
hittills oöverträffad nivå kan dock sägas vara tämligen säkerställt (Fredriksson m.fl., 2017).
Det finns även mer nutida observationer av höga vattenstånd i området. I början av januari 2017 passerade ett lågtryck sydost över mellan- och södra Sverige. I samband med detta blåste nordvästlig vind på västkusten och bakom lågtrycket blåste det kraftig nordostlig vind, vilket pressade vattnet mot den svenska ostkusten.
Vattenståndshöjningen drabbade först Oskarshamn och rörde sig åt sydväst i samband med lågtryckets förflyttning (figur 9). Särskilt i den västra delen av Södra Östersjön blev vattenståndet ovanligt högt och 112 cm över medelvattenstånd noterades vid
Kungsholmsfort, 123 cm vid Simrishamn, 154 cm vid Skanör och 146 cm över medelvattenstånd vid Klagshamn.
Vid detta tillfälle var nivån före storm i kustområdet omkring 20 cm över
medelvattenstånd, alltså bara något förhöjd. Det förekommer dock att havsnivån före storm befinner sig omkring 50-60 cm över medelvattenstånd i de södra delarna av
Östersjön. Denna situation uppkommer vanligen då flera lågtryck följer på varandra, eller då ihållande kuling pressar in vatten från Västerhavet via Öresund och Bälten. Om så hade varit fallet inför januari 2017 hade stormfloderna kunnat bli ytterligare en bit högre.
Figur 9. Havsvattenstånd (cm över medelvattenstånd) vid mätstationerna Oskarshamn, Kungsholmsfort, Simrishamn, Skanör och Klagshamn 3-5 januari 2017. Vid detta tillfälle kan man se att havsnivån i området var i svängning redan innan stormfloden och att denna svängning bidrog till den höga nettohöjningen (figur 10). Stående vågor, seicher, kan uppkomma när vinden lägger sig efter att ha blåst i samma riktning under en längre tid. I Södra Östersjön förekommer seicher mellan kustområdet och exempelvis Bottenviken respektive Finska viken (Wübber och Krauss, 1979). Svängningarna kan också samverka med varandra (Fonselius, 1995). I januari 2017 ser vågen ut att röra sig mellan norra Bottenviken (Kalix) och Södra Östersjön (Simrishamn m.fl.). Man ser tydligt att området runt Visby utgör en ungefärlig nodlinje där
svängningsamplituden är minimal (figur 10). Parallellt med denna seiche verkar även en svängning pågå mellan Södra Östersjön och Finska viken (visas inte i figuren).
Figur 10. Havsvattenstånd (cm) vid mätstationerna Kalix, Visby och Simrishamn. En seiche rör sig mellan Bottenviken och Södra Östersjön och bidrar till det höga vattenståndet 2017-01-04 (röd stjärna).
Innan stormfloden i januari var nivån före storm i kustområdet omkring 20 cm över medelvattenståndet, alltså bara något förhöjd. Det förekommer dock att havsnivån före storm befinner sig omkring 50-60 cm över medelvattenståndet i de södra delarna av Östersjön. Denna situation uppkommer vanligen då flera lågtryck följer på varandra, eller då ihållande kuling pressar in vatten från Västerhavet via Öresund och Bälten. Om så hade varit fallet inför januari 2017 hade stormfloderna kunnat bli ännu högre.
5.1.5 Öresund
Vattenståndsskillnaden över Öresund kan vara stor beroende på variationer i vindriktningen. I norra delen av sundet stiger nivåerna då kraftig vind omkring väst pressar Kattegatts vatten söderut där det stoppas upp i den trängre passagen genom sundet. Vattenståndet blir ofta extra högt i sundets norra mynning. Vid Viken har vattenstånd över 160 cm över medelvattenstånd registrerats vid flertalet tillfällen. I sundets södra del stiger vattenståndet då kraftiga vindar omkring nord över Östersjön pressar vattnet söderut samtidigt som nivån i Västerhavet är relativt hög. Vid de mest extrema tillfällena kan nivåskillnaden mellan Viken i norr och Skanör i söder vara omkring tre meter. Även variationerna i tid kan vara mycket stora då vattenståndet i sundet kan stiga och sjunka mycket snabbt.
I Öresund och Södra Östersjön påverkar topografin vattnets rörelse i hög utsträckning och därför är vattenståndsdynamiken i dessa områden extra komplex. Höga och låga
vattenstånd med en snedställning av havsytan i sundet kan alltså inträffa vid vindstuvning både norr- och söderifrån. Det är inte ovanligt att vattenståndet i området norr om bron är högt medan det istället är lågt söder om bron och vice versa (figur 11). Av denna
anledning har mätstationerna i Öresund och Södra Östersjön delats in på ett annat vis än de traditionellt behandlas inom varningsverksamheten på SMHI. Inom
varningsverksamheten tillhör Klagshamn och Skanör Öresund (ofta med tillägget ”söder om bron” vid ett varningsläge). I denna rapport är indelningen lite grövre och Klagshamn och Skanör tillhör istället Södra Östersjön eftersom de samvarierar med detta område i högre utsträckning än de gör med de mätstationer som är belägna norr om bron i Öresund.
20
Figur 11. Havsvattenstånd (cm) under stormen Sven den 6:e december 2013 vid mätstationer i Öresund (Viken, Barsebäck och Malmö) (blå linjer)och Södra Östersjön (Klagshamn, Skanör och Simrishamn)(gröna linjer).
Vattenståndsskillnaden mellan Södra Östersjön och Öresund är nästan 320 cm. Sjöfartsverkets mätstation vid Malmö Hamn är operativ idag till skillnad från SMHI:s mätstation Malmö som avvecklades under 1963.
6 november 1985 (bilaga 3 figur 4). Ett lågtryck rörde sig från Brittiska öarna mot Sydnorge och Bohuskusten. Samtidigt intensifierades det kraftigt. Sedan lågtrycket nått sitt mest intensiva stadium splittrades det upp på två dellågtryck, det ena fortsatte mot Bottenhavet medan det andra drog upp mot Trondheimstrakten.
Lufttrycket vid Bohuskusten var ett av de lägsta som observerats i Sverige i november. Vid både Vinga och Kullen blåste västlig orkan 33-34 m/s. Lågtryckets bana medförde kraftiga västliga vindar över Nordsjön och in mot södra Skandinavien, vilket bidrog till att pressa in vatten från Nordsjön till Skagerrak och Kattegatt och vidare in i Öresund. Vid detta tillfälle uppmättes 166 cm över medelvattenstånd vid Viken. Övriga
mätstationer i Öresund (Malmö och Barsebäck) var inte aktiva under 1985. Vid Klagshamn i Södra Östersjön var nivån istället strax under medelvattenstånd.
27 november 2011 (bilaga 3 figur 12 och bilaga 4 figur 4). Söder om ett lågtryck på en nordlig bana skapades från den 23:e november en västlig luftström från Atlanten väster om Brittiska öarna över Nordsjön och Skandinavien. Natten mot den 27:e passerade ett första mindre lågtryck på en bana över sydligaste Norrland. Det följdes senare den 27:e av ett intensivare lågtryck på samma bana. Bakom detta lågtryck vred den mycket kraftiga västvinden mot nordväst sent den 27:e och avtog efterhand något.
Som mest blåste det V 30 m/s på Hanö och NV 30 m/s på Väderöarna. Vid detta tillfälle registrerades 162 cm över medelvattenstånd vid Viken, 136 cm vid Barsebäck och 123 cm över medelvattenstånd vid Sjöfartsverkets station vid Malmö Hamn.
Stormen Sven 6 december 2013 (bilaga 4 figur 8). Ett mycket intensivt lågtryck passerade den 5-6:e december med sitt centrum över nordligaste Götaland. Stormen fick namnet Sven. I samband med lågtrycket blåste det upp mycket kraftiga vindar, först från sydväst, senare väst och från sent på kvällen den 5:e eller natten den 6:e nordväst. De mycket kraftiga nordvästvindarna bestod hela dygnet den 6:e och avtog sedan under den 7:e december. Som mest blåste det NV 30 m/s på Nidingen och Väderöarna.
Under stormen Sven blev vattenståndet mycket högt både i Öresund och i Kattegatt. Nivåer närmare 170 cm över medelvattenstånd registrerades vid Viken och
Sjöfartsverkets station vid Halmstad (figur 12).
Figur 12. Högsta havsvattenstånd (cm över medelvattenstånd) under Stormen Sven 6 december 2013 vid Klagshamn (Södra Östersjön), Malmö, Barsebäck och Viken (Öresund) samt Halmstad, Ringhals och Göteborg (Kattegatt).
5.1.6 Skagerrak och Kattegatt
Längs med västkusten kan vattenståndet stiga snabbt till mycket höga nivåer när kraftiga västliga vindar pressar upp vattnet mot kusten. En sådan
vädersituation uppkom i slutet av november 2015 då stormen Gorm drog in över södra Sverige med mycket kraftiga vindar som vred från syd till väst. Vid Hallands Väderö registrerades byvindar på 39,8 m/s och en medelvind på 29,5 m/s. Vid mätstationen i Halmstad steg vattenståndet mycket hastigt och rekordhöga 235 cm över medelvattenstånd registrerades.
Lokalt, särskilt i de sydliga delarna av Kattegatt, kan vattenståndet snabbt stiga till omkring två meter över medelvattenstånd när kraftiga nordvästvindar pressar vatten söderut. I vikar, bukter och Öresunds mynning möter vattnet topografiska förhållanden som stoppar upp och bidrar till en extra hög stormflod. Dessa vattenståndsförlopp är ofta hastiga och föregås många gånger av sydvästvindar som pressar upp vatten mot kusten och höjer vattenståndet över det normala.
I Skagerrak och Kattegatt finns ett så kallat halvdagligt tidvatten, vars period är på 12 timmar och 25 minuter. Tidvattnet på västkusten uppkommer till följd av öppningen mot Nordsjön och Atlanten och även om tidvattenhöjden längs Sveriges västkust är
förhållandevis liten, omkring 35 respektive 25 cm som högst i Skagerrak och Kattegatt, så kan hög- respektive lågvatten göra viss skillnad för vilken nivå en stormflod uppnår. Vid Sveriges västkust är nettohöjningar orsakade av kraftiga väderhändelser den främst bidragande faktorn till de högsta stormfloderna. Här förefaller havsnivån före stormen inte utgöra en lika viktig komponent som i exempelvis Bottenviken. Längs västkusten finns en större vattenreservoar än i Östersjön och stora mängder vatten kan snabbt pressas in från Atlanten via Nordsjön vid kraftiga lågtryck och västvindar. Omvänt kan vattnet
